El Geoparque propuesto se localiza en las islas del Archipiélago Chinijo y Lanzarote. Son islas volcánicas oceánicas cuya particular situación geográfica y climática permite la observación en superficie de multitud de estructuras volcánicas, sedimentarias y erosivas, con un elevado grado de conservación, que difícilmente pueden encontrarse en otras islas volcánicas oceánicas. La escasez de lluvias, la temperatura homogénea a lo largo del año, el régimen de vientos y la ausencia de vegetación crean las condiciones necesarias, junto con un sustrato geológico que abarca un gran intervalo temporal, para hacer de este Geoparque un verdadero museo al aire libre donde todos los rasgos geológicos constituyen un magnífico recurso didáctico para comprender los diferentes procesos que configuran el paisaje que vemos actualmente. Esto ha permitido también su utilización como recurso turístico y de desarrollo local desde hace tiempo. Así, se pueden encontrar edificios volcánicos complejos, volcanes monogenéticos, coladas de lava con todas las morfologías posibles, grandes mantos de piroclastos, vertiginosos acantilados, valles, playas, dunas, fósiles, etc.
ASPECTOS GENERALES DE LA GEOLOGÍA DE LANZAROTE
Introducción
Lanzarote “la isla de los volcanes”, situada al NE del archipiélago canario, dista 140 km de la costa africana y tan sólo 7 km de Fuerteventura. Presenta una morfología alargada irregular en dirección NE-SO, una superficie de 845,94 km2 y una altitud máxima de 671 m en el Macizo de Famara. Al norte de la isla se localiza un conjunto de cinco islotes que reciben el nombre de “Archipiélago Chinijo”: La Graciosa, Montaña Clara, Alegranza, Roque del Este y Roque del Oeste. Presenta una topografía irregular con los relieves más abruptos al norte (Famara) y al sur (Ajaches), donde se encajan los barrancos más desarrollados y profundos, y donde se encuentran los acantilados más escarpados. El resto de sectores de la isla son zonas bajas donde se han desarrollado playas.
Marco geodinámico de Canarias
Las Islas Canarias están localizadas en el interior de la placa tectónica africana sobre un margen continental pasivo, en un contexto geodinámico de intraplaca y desarrolladas sobre una litosfera de edad Jurásica (150-180 Ma) (Hayes y Rabinowitz, 1975; Verhoef et al., 1991; Roest et al., 1992). El basamento de las islas está constituido por corteza de tipo oceánico (Uchupi et al., 1981; Dañobeitia, 1980; Banda et al., 1981). Se trata de grandes edificios volcánicos independientes cuya parte emergida constituye la cima de un apilamiento de materiales submarinos, cuyo conjunto puede alcanzar más de 4-5 Km. de altura.
Las islas Canarias se formaron en una primera fase por un apilamiento de materiales volcánicos submarinos a finales del Cretácico e inicios del Terciario (Robertson y Stillman, 1979; Watkins y Hoppe, 1979) seguidos de una fase de materiales subaéreos hace unos 20-30 Ma (Abdel-Monem et al., 1971; Coello et al., 1992; Cantagrel et al., 1993; Balogh et al., 1999) formados principalmente mediante mecanismos eruptivos efusivos, aunque muchos edificios volcánicos han sido producto del volcanismo explosivo e hidromagmático.
Geología simplificada de Lanzarote y Archipiélago Chinijo
Lanzarote se ha edificado con materiales casi exclusivamente basálticos, agrupados en tres etapas de construcción volcánica, una submarina y dos subaéreas. Durante la primera fase, de edad Oligocena, se construye el basamento de la isla, constituido por materiales volcánicos submarinos, rocas de tipo plutónico y sedimentario. Durante el Mio-plioceno y el Pleistoceno-Holoceno existen dos etapas de actividad volcánica subaérea separadas por un período de calma eruptiva de al menos 2.5 Ma, durante el cual las viejas estructuras volcánicas Mio-Pliocenas fueron sometidas a una erosión continuada que modeló sus formas originales (fig. 1).
El inicio de formación de la isla
El edificio volcánico emergido se apoya sobre un basamento cuya estructura y rasgos se conocen a partir de un sondeo geotérmico que atraviesa la isla hasta unos 2702 m de profundidad (Sánchez Guzmán y Abad, 1986). Este sondeo puso de manifiesto que la base de la columna estratigráfica de Lanzarote está constituida por materiales sedimentarios, sobre todo arcillas y margas arcillosas finamente estratificadas y con abundante microfauna marina del Paleoceno Medio-Superior cuya posición actual hace pensar en un levantamiento del basamento oceánico del orden de 4 ó 5 km.
Los primeros materiales volcánicos de la isla de Lanzarote se apoyan sobre este bloque elevado del fondo oceánico y comenzaron a formarse a finales del Eoceno o principios del Oligoceno. Constituye, por tanto, la unidad geológica más antigua de la isla, formada por conjunto de rocas de origen sedimentario, volcánico y plutónico, atravesadas por una red de diques subvertical tan densa que llega, en ocasiones, a constituir entre el 90 y el 100% respecto a la roca encajante. Estos primeros materiales constituyen las series volcánicas correspondientes a la fase de crecimiento submarino de Lanzarote.
Los edificios volcánicos antiguos
La primera etapa subaérea comienza en torno a los 15 Ma y, con pulsos de diferente importancia y duración, separados por etapas de calma eruptiva, se extiende hasta los 3,8 Ma (Coello et al, 1992); está caracterizada por la emisión de importantes volúmenes de materiales basálticos, que se apilan hasta construir grandes edificios volcánicos como Ajaches y Famara, o conjuntos de menor entidad, como el de Tías (Carracedo y Badiola, 1993) (fig. 2).
Figura 2. Superposición de coladas de lava y taludes detríticos en el macizo de Famara
Los conjuntos volcánicos recientes
La segunda etapa subáerea engloba la actividad reciente de la isla desarrollada durante el Pleistoceno-Holoceno. Se caracteriza por generar extensos campos de lava que cubren a los materiales de la etapa anterior y por presentar la mayoría de los centros de emisión alineados según la dirección NE-SO. Este ciclo comienza en torno a los 2 Ma y se prolonga durante todo el Cuaternario hasta la actualidad. Las erupciones en esta etapa se disponen de modo disperso sobre el territorio, afectando tanto a los macizos antiguos como al sector central de la isla, aunque en clara discordancia con los materiales de la primera etapa subaérea y siguiendo pautas de organización espacial muy bien definidas, con orientaciones NE-SO y ENE-OSO.
Los islotes del Archipiélago Chinijo se generan durante el Pleistoceno y están constituidos esencialmente por basaltos y basanitas generados por erupciones de tipo hidromagmático (De la Nuez et al., 1997).
Este segundo ciclo se caracteriza por una actividad volcánica más o menos continua desde finales del Plioceno hasta la actualidad, con tasas eruptivas muy inferiores al periodo anterior, con valores de 0,013-0,027 km3/ka. Está marcada por la emisión de rocas de marcado carácter alcalino que evolucionan posteriormente hacia magmas basálticos, con un descenso de la alcalinidad para terminar emitiéndose basaltos olivínicos de carácter toleítico (Armienti et al., 1989; Carracedo y Badiola, 1993).
Durante las etapas iniciales de este segundo ciclo subaéreo, la actividad volcánica parece limitarse al interior o a la periferia de los dos grandes macizos volcánicos, desarrollándose numerosos aparatos volcánicos en Los Ajaches, en Famara y en la zona que bordea el macizo por el sur y sureste en las cercanías de Teguise. La actividad volcánica posterior da lugar a la formación de alineaciones volcánicas de edificios monogénicos de pequeña envergadura, más o menos paralelas entre sí y orientaciones preferentes NE y ENE (Coello et al., 1992).
En este periodo se identifican dos erupciones históricas importantes: la erupción de Timanfaya que tuvo lugar desde 1730 a 1736 y la triple erupción de 1824 que dio lugar a la formación de los volcanes de Tao, Nuevo del Fuego y Tinguatón (fig. 3). Ambos son eventos múltiples de carácter fisural, que en el caso de Timanfaya da lugar a un conjunto eruptivo complejo resultado de la asociación de múltiples construcciones volcánicas simples a lo largo de una fractura de gran desarrollo longitudinal; en el caso de la erupción de 1824 se construyó un sistema eruptivo lineal con tres conjuntos eruptivos separados de dimensiones muy modestas.
Figura 3. Campo volcánico de Timanfaya (izquierda) de la erupción de 1730-1736 y cráter de Tinguatón (derecha) de la erupción de 1824.
Aunque por el número de eventos eruptivos Lanzarote es la isla donde el volcanismo histórico presenta menor frecuencia es, sin embargo, donde han tenido lugar los procesos eruptivos de mayor envergadura y magnitud de los ocurridos en las islas en período histórico (Romero, 2003), teniendo en cuenta el número total de días con erupción —que con 2141 días suponen el 78,8% del total de días activos del archipiélago—, así como la superficie cubierta por materiales volcánicos —que representa el 73,4% del total del área afectada por las erupciones históricas del archipiélago—. Se trata, por tanto, de la isla de Canarias donde el volcanismo histórico presenta mayor entidad y donde ha causado mayor impacto en el relieve y en el paisaje insular.